Микроконтиненты. Описание типов разломов земной коры
Контрольная работа - Геодезия и Геология
Другие контрольные работы по предмету Геодезия и Геология
осинклинальной системе, протягиваясь с океанской стороны между вулканической дугой и глубоководным желобом; они формируются за счет смятия, скучивания осадочной (осадочно-вулканогенной) толщи, накапливающейся в промежутке между дугой и желобом. Само это скучивание является результатом поддвига вулканической коры под континентальную в зонах ВЗБ. Примерами подобых невулканических дуг могут служить дуга Малых Зондских островов в Индонезии или подводный хребет, увенчанный остром Барбадос в Антильско-Карибской области. Другой тип невулканических дуг занимает в геосинклинале более внутреннее положение. Дуги данного типа возникают в краевых или центральных частях окраинных морей, также ближе к оси последних по отношению к вулканическим дугам. К данному типу принадлежала, очевидно, центральная антигеоклиналь Большого Кавказа, образованная в начале средней юры в процессе смятия раннеюрской аспидной формации Бльшекавказского окраинного моря и отделившая эпиконтинентальный бассейн северного склона Большого Кавказа от глубоководного бассейна (желоба) южного склона.
Становление вулканических и невулканических островных дуг геоантиклиналий рассматривается В.В. Белоусовым как проявление частной инверсии (инверсия изменение знака движения на противоположный) в развитии геосинклиналий, так как оно представляет новообразование поднятий в пределах ранее существовавших более широких прогибов.
Вулканические и невулканические дуги, вероятно, в основном последнее, служат поставщиками обломочного материала, слагающего характернейшую осадочную формацию поздней геосинклинальной стадии флишевую формацию. Впервые установленная в Альпах (флиш народное название), где она имеет поздний меловой раннепалеогеновый возраст, эта формация широко распространена по всему альпийскому Средиземноморскому поясу от Пиренеев до Гималаев, появляясь как на Большом Кавказе уже в верхней юре. На Урале известен флиш возраста поздний палеозой, в Южном Тянь-Шане средний палеозой, в Центральном Казахстане ранний палеозой. Имеются сведения и о позднепротерозойском флише. Флишевая формация состоит из терригенных, или карбонатно-терригенных пород и выделяется, прежде всего, по своему строению при мощности в несколько км., её слагают тысячи дециметровых циклитов, закономерно сменяющих друг друга слоёв гравелитов, песчаников, алевролитов, неизвестковистые глины. Песчанистые и пелитоморфные известняки, мергели присутствуют только в карбонатном флише.
Обломочные породы нижней части циклита связаны постепенным переходом и в целом имеют очень характерную текстуру с постепенным убыванием размера обломков вверх. Это так называемая градационная текстура свидетельства отложения обломочного материала из мутьевых турбидных потоков; соответственно, такие обломочные породы называются турбидитами. Одновременно это свидетельство глубоководного образования флиша (до установление этой особенности флиш обычно считался мелководным).
Происхождение мелкой флишевой цикличности наиболее логично связывать с периодическим сбросом мутьевыми потоками в глубоководный желоб обломочного материала, накапливающегося на склоне островной дуги (промежуток дуга - жёлоб). Сейсмическая активность могла служить толчком для начала деятельности мутьевых потоков. Поступивший на дно обломочный материал разносится течениями, на что указывают борозды, обычно покрывающие нижнюю поверхность гравелитов или песчаников основания циклитов.
Образование флиша начинается, как правило, в более внутренних зонах геосинклинальной системы, часто за счёт сноса с вулканических дуг, возникших на океанском офеолитовом основании. В дальнейшем, по мере сжатия геосинклинальноцй системы и роста, а нередко слияния (коллизии) островных дуг, зона флишеобразования мигрирует в сторону континента. Иногда флиш присутствует поверх шельфовых формаций. Обычно же шлиф в направлении континентального шельфа замещается карбонатной, реже песчаной глинистой формацией.
Иногда в данной стадии имеет место процесс, обратный коллизии островныхдуг- ращепление и образование внутридуговых (междуговых) грабен-прогибов- вторичных поздних интрагеосинклиналей.
Примером может служить Аджаро-Триалетский прогиб, возраста - палеоген, на малом Кавказе. К более позднему времени приурочен Марианский трок внутри Марианской дуги в Тихом океане.
Конец поздней геосинклинальной стадии и тем самым всего этапа является главным рубежом в развитии геосинклинальных систем, с которым обычно совпадает основная эпоха складчато-надвиговых деформаций. К этому времени охватываются не только внутренние, но и только внешние зоны геосинклиналий, превращая прогибы в синклинории, поднятия в антиклинории, создавая тектонические покровы в шарьяжи и формируя складчатые сооружения (системы). По В.В. Белоусову, это начало общей инверсии в развитии геосинклинальной системы, когда она превращается из области погружения в область поднятия. При этом офиолитовый комплекс, нередко превращённый в тектоническую брегчию меланж, оказывается надвинутым и часто шарьированным с большой (до 200-300 км) горизонтальной амплитудой на образование внешних мезо- или миогеосинклинальных зон, а иногда даже платформ (Сирия, Аман), то есть. Присходит надвиг океанской коры на континентальную обдукция, или подвиг континентальной коры под океанскую субдукция. Некоторые исследователи считают, что обдукция лишь разновидно?/p>